（土壤学讲义）第5章土壤水

第五章土壤水
第一节土壤水的类型及土壤水分含量的测定
第二节土壤水的能态
第三节土壤水的运动
第一节土壤水的类型及土壤水分含量的测定
一、土壤水分类型
（一）吸湿水(紧束缚水)
1、定义：由于固体土粒表面的分子引力和静电引力对空气中水汽分子的吸附力而被紧
密保持的水分。

2、性质：其厚度只有2-3个水分子层，无溶解力、不导电、不能自由移动，也不能为
植物利用。

3、大小：决定于土壤质地、腐殖质等影响决定于大气的湿度和温度
当空气相对湿度达95%—100%时,土壤吸湿水量可达最大值，这时称为最大吸湿量。

（二）膜状水(松束缚水)
1．定义：指当吸湿状态土粒与液态水接触时，还可再吸附一层很薄的水膜，称其为膜状水。

2．性质：其厚度可达到几十个水分子，部分可以被植物吸收利用，移动极为缓慢。

3．大小：决定于土壤的比面以及土壤溶液浓度。

膜状水达最大时的土壤含水量叫最大分子持水量。

（三）毛管水
1、定义：由土壤毛管孔隙的毛管引力所保持的水分，称为毛管水。

2、类型：
(1)毛管上升水
定义：指地下水随毛管上升而被保持在土壤中的水分，称为毛管上升水。

最大水量称为毛管持水量。

毛管上升水与地下水位有水压联系：
地下水位适当作物吸收
地下水位过深作物不能吸收
地下水位过浅作物受湿害
（2）毛管悬着水
定义：指在地下水位很深的地区，降雨或灌水之后，由于毛管力保存在土
壤上层中的水分称为毛管悬着水。

当毛管悬着水达到最大数量时的土壤含水量叫田间持水量。

性质：毛管水是土壤中可以移动的、对植物最有效的水分，而且毛管水中还
溶液解有可供植物利用的易溶性养分。

大小：与土壤质地、腐殖质含量及结构状况有关。

（四）重力水
定义：指土壤含水量超过田间持水量时，多余水分受重力支配向下渗透，这部分水分叫重力水。

土体全部孔隙都充满水，这时土壤含水量叫饱和持水量（全持水量）。

二、土壤含水量的表示方法
（一）质量百分数
即土壤中水分的质量与干土质量的比值勤。

（二）容积百分数
即单位土壤总容积中水分所占的容操作分数，又称容积湿度、土壤水的容积分数。

（三）相对含水量
是指土壤含水量占田间持水量的百分数。

毛管悬着水的饱和程度，有效性和水
气的比例。

（四）土壤水贮量
即一定面积和厚度土壤中含水的绝对数量,它主要有两种表达方式：
1、水深
是指在一定厚度（h）一定面积土壤中所含水量相当于相同面积水层的厚度。

2、绝对水体积（容量）即一定面积一定厚度土壤中所含水量的体积。

三、土壤水分含量的测定
（一）烘干法
1、经典烘干法
2、快速烘干法
（二）中子法
（一） TDR法（时域反射仪）
第二节土壤水的能态
土壤含水量虽然指明土壤水分数量的多少，但不能表明水分能为植物利用的程度，也不能指明水分运动的方向。

所以早在1907年美国的白金汉(Buchngham，E，)就提出用能量观点研究土壤水能量水平的问题。

近几十年来土壤水分的能量观点有了很大的发展。

一、土水势
水分进入土壤和土粒及其它成分接触就会受到各种力：如分子引力、静电引力、毛管引力、渗透压力的吸持而消耗一部分能量。

这样就使得土壤水所蕴藏的能量低于标准状态水(即
与土壤水等温、等压、等高的纯自由水)。

1、定义：土壤水与标准状态水的自由能的差就叫做土水势或土壤总水势。

可表达为：
土水势＝土壤水自由能—标准状态水自由能
因为土壤水自由能总是低于标淮状态水，所以土水势，一般都是负值，其最大值为零。

土壤水总是从土水势负绝对值小处流向负绝对值大处。

2、土水势是土壤水在各种力作用下的总效应,包括几个分势。

1）基质势
定义：是由土壤基质引起的吸附力和毛管力所制约的土水势，称为基质势。

不饱和土壤水的情况土水势取决于基质势：
土壤含水量愈低，基质势愈低；土壤含水量愈高，基质势愈高
2）压力势
定义：指在土壤水饱和的情况下，由于受压力而产生的土水势。

在不饱和土壤中—压力势为0
在饱和土壤中孔隙都充满水，并连续成水柱，土表土壤水—压力势为0 而土体内部土壤水除承受大气压外，还要承受其上部水柱的静水压力，其压力势大于参比标准为正值。

3）溶质势
定义：是指由土壤水中溶解的溶质而引起的土水势，也称渗透势。

溶质愈多，溶质势愈低
溶质势只有在土壤水运动或传输过程中存在半透膜时才起作用。

所以对植物吸水
有重大影响，因为根系表皮细胞可视为半透膜。

4）重力势
定义：是指由重力作用而引起的土水势。

重力势大小决定于所选择的参考平面（地表、地下水面）
在不同的土壤含水状况决定土水势大小分势不同：
在土壤水饱和状态下：
土水势=重力势+压力势
在土壤水饱和状态下：
土水势=重力势+基质势
考虑根系吸水：
土水势=溶质势+基质势
3、土水势的定量表示法至少有三种：
（一）单位质量水的势能单位：J／kg(焦尔／公斤)
（二）单位容积水的势能单位压或Pa(巴)、mP(毫巴)等
（三）单位重量水的势能以水柱高度的厘米数表示
二、土壤水吸力
1、吸力：是指土壤水承受一定吸力的情况下所处的能态。

2、吸力与土水势不同点：
1）吸力只表示土壤水受到基质力和渗透压力时所处的能态，相当于基质
势和渗透势，而不包括土水势中的其它分势；
2)吸力用正值表示，免去了用负值的麻烦。

对基质势与渗透势来说，吸力在数值上与它们相等，但符号相反。

吸力单位多使用巴，也可以使用相当水柱厘米数或PF。

三、土壤水分数量和能态的关系一一土壤水分特征曲线
土壤水分特征曲线：土壤水的能量指标（水吸力）与数量指标（含水量）的关系曲线。

由土壤水分特征曲线可以看到，总的说土壤含水量与土壤吸力呈反相关的关系，即土壤含水量越低，吸力越大；反之，含水量越高，吸力越小。

如图
但土壤含水量与吸力之间的关系受许多因素影响。

由下图可见土壤水分特征曲线强烈地受土壤质地影响:在相同能量水平,粘质土含水量比砂质土多许多倍。

同样，相同含水量不同质地土壤说所代表的能量水平也有很大差异。

此外,土壤结构状况、粒土矿物类型等
也都对土壤水分特征曲线产生影响。

土壤水分特征曲线还和土壤中水分变化的过程有关。

对于同一土壤，即使在恒温条件下，由
土壤脱湿（由湿变干）过程和土壤吸湿（由干变湿）过程测得的水分特征曲线也是不同的。

这一现象称为滞后现象。

（如图）
产生滞后现象的原因可能是土壤颗粒的胀缩性以及土壤孔隙的分布特点。

实用价值：
首先，可利用它进行土壤水力S和含水率之间的换算。

第二，土壤水分特征曲线可以间接地反映出土壤孔隙大小的分布。

第三，土壤水分特征曲张可用来分析不同质地土壤的持水性和土壤水分的有效性。

第四，应用数学物理方法对土壤中的水分运动进行定量分析时，水分特征曲线是必不
可少的重要参数。

第三节土壤水的运动
一、土壤水的饱和流动
在饱和流中土水势为零，其推动力主要是重力和静水压梯度。

最常见的饱和流是水分垂直向下的渗透(如图)。

根据达西定律：
q=-kdh/dx
q 为单位时间通过单位断面水的容积
dh/dx水压梯度“-”表示水流方向
k 为导水率，即单位压力梯度下水的流量
饱和导水率的大小主要决定于土壤孔隙状况
二、土壤水的不饱和流动与土壤供水性能
旱地土壤在多数情况下处在水分不饱和状态，其水分运动为不饱和流动。

不饱和流动的推动力主要是基质势梯度(吸力梯度)。

不饱和流的方向和速度达西定律也可以应用于不饱和流动。

水流的方向总是由吸力低处流向吸力高处土壤水
从较大孔隙流向较小孔隙
从结构体外流向结构体中央
从水膜较厚处流向水膜较薄处
在不饱和流中，导水率(K)不再是恒量，而是吸力梯度和含水量的函数。

三、土壤中的水汽运动
土壤气态水的运动表现为水汽扩散和水汽凝结两种现象。

（一）水汽扩散
温度梯度是水汽运动的主要推动力
所以水汽运动总是由水汽压高处向水汽压低处，由温度高处向温度低处扩散。

（二）水汽凝结
当水汽由暖处向冷处扩散遇冷时便可凝结成液态水,这就是水汽凝结。

水汽凝结有两种现象值得注意：
一是“液潮现象”现象
多出现于地下水埋深度较浅的“液潮地”。

白天土壤表层被晒干，夜间降温，
底土土温度高于表土，所以水汽由底土向表土移动，遇冷便凝结，使白天晒干
的表土又恢复潮湿。

二是“冻后聚墒”现象
由于冬季表土冻结，水汽压降低，而冻层以下土层的水汽压较高，于是下层水
汽不断向冻层集聚、冻结，使冻层不断加厚，其含水量有所增加，这就是“冻
后聚墒”现象。

四、入渗、土壤水的再分布和土面蒸发
水进入土壤包括两个过程即入渗（也称渗吸、渗透）和再分布。

（一）入渗
1、定义：指地面供销水期间，水自土表垂直向下进入土壤的过程。

它决定着降水或灌溉水进入土壤的数量。

2、决定因素
一是供水速率
一是土壤的入渗能力
在供水速率小于入渗能力时，土壤对水的入渗主要是由供水速率决定；当供
水速率超过入渗能力时，则水的入渗主要取决于土壤的入渗能力。

土壤的入渗能力是由土壤的干湿程度和孔隙状况决定。

如图
土壤入渗能力的强弱通常用入渗速率来表示,即在土面保持有大气压下的薄水层,单位时间通过单位面积土壤的水量。

单位：毫米/秒、厘米/分、厘米/时、厘米/日等
常使用的三个指标是最初入渗速率、最后入渗速率、入渗开始后1h的入渗速率一般只有最后入渗速率是一比较稳定的参数，常用其表达土壤渗水强弱。

（二）土壤水的再分布
1、定义：指地面水层消失后，已进入土内的水分的进一步运动和分布的过程。

土内水分在重力、吸力梯度和温度梯度的作用下继续运动，且这过程是在没有地下水出现的情况下。

（三）土面蒸发
1、定义：指土壤水不断以水汽的形态由表土向大气扩散而逸失的现象。

2、蒸发作用的强弱常以蒸发强度表示：
即单位时间内单位面积地面上所蒸发的水量。

3、大小取决于两方面：
一是受辐射、气温、湿度和风速等气象因素的影响。

二是受土壤含水量的大小和分布的影响。

土面蒸发过程区分为3个阶段：
1、表土蒸发强度保持稳定的阶段
2、表土蒸发强度随含水量变化的阶段(如图)
3、水汽扩散的阶段
五、田间土壤水分平衡
W=P+I+U-E-T-R-In-D
W表示计算时段未与时段初土体储水量之差（mm )
P表示计算时段内降水量（mm）
I表示计算时段内灌水量（mm）
U表示计算时段内上行水总量（mm）
E表示计算时段内土面蒸发量（mm）
T表示计算时段内植物叶面蒸腾量（mm）
R表示计算时段内地面径流损量（mm）
In表示计算时段内植物冠层截留量（mm）
D表示计算时段内下渗水量（mm）
降雨量和灌溉量可用雨量筒和水表定量，二者可合并，以P代表；田间蒸腾和蒸发很难截然分开，常合在一起，统称蒸散ET。

不出现暴雨或必雨强度不太大时，R=0，In=0，ETi=0，所以土壤水分平衡式可简化为： W=P+U-RT-D
六、土壤水分的调节途径
(一)大力发展灌溉排水工程
(二)最大限度的裁留防水，尽量减少水分的非生产性消耗
(三)提高土壤水分对作物的有效性。